Chapter 5. Discussion
5.1. Methodological challenges
5.1.3. Internal validity
i) Temperatura do ar próximo à superfície (Tar)
A EOF1 da TSM da região equatorial do Oceano Pacífico exerce influência direta na Tar desta região (Figura 5.8A). Outra região que apresenta uma anomalia positiva da Tar quando feita a regressão é sobre a América do Sul, exceto o extremo sul do continente, ao sul de 40°S.
Destaca-se também a forte anomalia positiva sobre a região do Mar de Ross na Antártica e sul do Oceano Pacífico, com anomalias de Tar acima de 1,0°C. Esta forte anomalia positiva sobre altas latitudes do HS é uma influência direta das Ondas de Rossby produzidas pelos centros convectivos localizados na região equatorial dos oceanos Pacífico e Índico. Estas ondas propagam-se para as altas latitudes, principalmente durante o período de inverno do hemisfério em questão (SHUKLA et al., 2009). Ainda na Antártica, verifica-se uma anomalia negativa sobre a região da Península Antártica, o que pode favorecer uma formação de dipolo entre as regiões do Mar de Ross e a Península, isso por sua vez pode influenciar na formação da Oscilação Antártica.
Página | 99 Figura 5.8 – Regressão linear simples entre a PC1 da EOF da TSM na região do Oceano Pacífico equatorial e anomalia da Tar para JJA, A) CONTROL, B)
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Para as simulações com sensibilidade (Figuras 5.8B, 5.8C e 5.8D) o padrão apresentado não difere muito ao que foi encontrado durante o CONTROL. Vale destacar o aumento do valor da anomalia positiva no Oceano Pacífico central em MIS31, e um comportamento de anomalia positiva (negativa) mais zonal na região do Mar de Ross (Península Antártica), principalmente a anomalia negativa em ORBIT. Há certa redução no valor da anomalia positiva sobre a América do Sul, também sobre o Estreito de Bering, além da não observância de formação de dipolo sobre o Oceano Índico, como foi observado durante o CONTROL.
A forçante de Milankovitch (variações nos parâmetros orbitais) não envolve apenas o aumento ou redução das geleiras em altas latitudes, mas também variações da TSM na região tropical, mesmo que de forma discreta, como aqui apresentado. Estes fenômenos poderiam ser separados em algum grau de intensidade e importância, cada um envolvendo seus próprios processos físicos e feedbacks, da mesma maneira que a resposta às variações sazonais de radiação solar envolve vários fenômenos diferentes, como por exemplo as monções indianas. Em outras palavras, uma explicação para as monções não é suficiente para outras características do ciclo sazonal. É igualmente improvável que os processos que envolvem as variações de camadas de gelo por influência da radiação solar incidente podem por si só explicam todos os aspectos que envolvem a forçante de Milankovitch. Processos adicionais importantes são susceptíveis por outros fatores, como os ciclos biogeoquímicos, bem como as interações oceano – atmosfera tropical (FEDOROV et al., 2006).
ii) Vento zonal próximo à superfície (u0)
A variação no padrão de anomalias da Tar pode ser uma consequência na alteração no campo do vento zonal em superfície (u0). Durante o CONTROL e TOPO verificou-se um nítido trem de onda sobre a região oeste do Oceano Pacífico, iniciando sobre o Japão e estendendo-se meridionalmente até a região do Mar de Ross na Antártica (Figura 5.9A e 5.9C). O trem de onda também é observado em MIS31 e ORBIT, porém, com uma menor intensidade (Figura 5.9B e 5.9D). Outra característica observada no CONTROL é o dipolo formado entre o oeste do Oceano Pacífico e leste do Oceano Índico, e que por sua vez não é representada nas simulações com variação nos parâmetros orbitais.
Página | 101 Figura 5.9 – Regressão linear simples entre a PC1 da EOF da TSM na região do Oceano Pacífico equatorial e anomalia do u0 para JJA, A) CONTROL, B)
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A redução no trem de onda sobre o Oceano Pacífico Sul é possível porque as teleconexões da região tropical para altas latitudes sob climas mais quentes são totalmente bloqueadas devido as alterações nos ventos zonais (Figura 5.10B). Segundo Shukla et al., (2011), os mecanismos de teleconexão atmosférica podem ser modificados por alterações na circulação zonal próxima à superfície, porque ondas de Rossby exigem um forte fluxo de oeste, isso é uma das explicações das teleconexões serem mais fortes durante JJA no HS, pois é o período em que o campo de fluxo de oeste é mais intenso e as condições são mais baroclínicas em altas latitudes. Caso o fluxo torne-se no sentido de leste, as ondas tropicais são menos propensas a se propagarem em direção aos polos e seguem em direção ao equador. Ainda de acordo com os autores, alterações no fluxo em médias latitudes podem ser consequências na variação de aquecimento entre terra / mar, o que poderia gerar maiores anomalias de ondas estacionárias em latitudes mais elevadas, do que causadas pelo aumento da TSM na região tropical.
Figura 5.10 – Representação dos movimentos verticais na atmosfera sobre a região equatorial do
Oceano Pacífico. As linhas contínuas (pontilhadas) vermelhas (pretas) representam a convergência (divergência). A) CONTROL, B) MIS31.
No CONTROL (Figura 5.10A), existem duas regiões de convergência de vento sobre a região equatorial: uma entre a região oriental (ocidental) do Oceano Índico (Pacífico), que coincide com a região de TSM mais quente, e a outra região com convergência localizada próxima a costa oeste da América do Sul. Na ausência do gradiente leste-oeste da TSM nos trópicos os ventos alísios de superfície na região equatorial tornam-se mais fracos, a Circulação de Walker enfraquece e a divergência em altos níveis é substituída por convergência.
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iii) Altura geopotencial em 500 hPa (geop)
Um trem de onda zonal é observado para a regressão entre a PC1 da TSM e a geop (Figura 5.11A). Este trem de onda é observado circundando a Antártica, com um grande centro de anomalia positiva próximo a região do Mar de Ross. Geralmente estes trens de ondas são observados sobre o hemisfério que está no período de inverno. Esta é uma das razões para que fracos sinais sejam observados sobre o HN.
As anomalias negativas observadas sobre médias latitudes atuam como uma resposta à convecção que ocorre na região equatorial. Esta convecção dá origem a subsidência nas regiões circunvizinhas o que acaba por suprimir a convecção nas médias latitudes e produzir anomalias negativas como forma de compensação (DEWEAVER & NIGAM, 2004).
Em TOPO o trem de onda zonal é mantido em altas latitudes no HS e ocorre também uma intensificação das anomalia negativa sobre o sul do Oceano Pacífico (Figura 5.11C). Por outro lado, nas simulações com variações nos parâmetros orbitais (Figuras 5.11B (MIS31) e 5.11D (ORBIT)) a anomalia negativa perde força ao sul do Oceano Pacífico, assim como a anomalia positiva sobre o Mar de Ross. Também verifica-se que o trem de onda em torno da Antártica desaparece nestas simulações como uma provável consequência das alterações dos ventos zonais em altas latitudes, principalmente em torno da Antártica.
A redução das anomalias da geop nas simulações MIS31 e ORBIT ocorrem porque em climas mais quentes os gradientes meridionais de temperatura são muito reduzidos em comparação ao clima atual, e como as ondas geradas nas regiões tropicais são mais propensas a se deslocar sob fortes gradientes de temperatura e ventos de oeste, a inibição destas condições faz com que teleconexões de origem tropical sejam inibidas de forma drástica (TRENBERTH et al., 1998).
A anomalia negativa presente nas simulações CONTROL e TOPO ao norte do Oceano Pacífico também perde intensidade quando altera-se os parâmetros orbitais, o que é um indicativo da alteração no sistema de ventos zonais sobre esta região.
Página | 104 Figura 5.11 – Regressão linear simples entre a PC1 da EOF da TSM na região do Oceano Pacífico equatorial e anomalia da geop para JJA, A) CONTROL, B)
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iv) Precipitação (Prec)
Na regressão com a precipitação (Prec) em superfície, observa-se no CONTROL (Figura 5.12A) uma região com altos valores positivos sobre o Oceano Pacífico central, com uma bifurcação no setor oriental que se divide entre a costa oeste da América do Sul sobre a Colômbia e Venezuela e outra que abrange Chile, Argentina, Uruguai, Paraguai e sul do Brasil. Também ocorrem valores positivos de Prec no setor ocidental do Oceano Índico, ao sul da Península Arábica e Golfo Pérsico.
As alterações na localização e intensidade da Prec, associado com a liberação de calor latente para a atmosfera também induzem mudanças generalizadas na circulação e padrões atmosféricos além do Oceano Pacífico tropical, as teleconexões (TRENBERTH et al., 1998; McPHADEN et al., 2006). Por outro lado, anomalias negativas são encontradas principalmente sobre a região da Malásia e Cingapura no Oceano Índico oriental, e também sobre as médias latitudes (em torno de 20°) nos dois hemisférios do Oceano Pacífico (McPHADEN et al., 2006).
Um aumento na área com altos valores de Prec é observado sobre o Oceano Pacífico para o MIS31 e ORBIT (Figuras 5.12B e 5.12D) e este aumento espacial ocorre em direção ao Vietnã e Tailândia entre 90°E – 120°E. Outra região com valores positivos de Prec é encontrado no Oceano Pacífico oriental e estendendo-se em direção ao Brasil.
Estes resultados encontrados são semelhantes aos que Barreiro et al., (2006) propuseram ao investigar o papel que a TSM tropical mais aquecida pode ter desempenhado na alteração da circulação atmosférica em regiões extratropicais. Os autores utilizaram um modelo climático global atmosférico e a hipótese inicial sugerida por eles era que a ausência de águas mais frias provenientes de ressurgência no Oceano Pacífico tropical oriental reduziria a cobertura de nuvens de baixos níveis, permitindo que mais radiação solar alcance as águas oceânicas superficiais.
Página | 106 Figura 5.12 – Regressão linear simples entre a PC1 da EOF da TSM na região do Oceano Pacífico equatorial e anomalia da Prec para JJA, A) CONTROL, B)
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Ainda de acordo com Barreiro et al., (2006), estas águas de superfície ainda mais quentes, favoreceriam o aumento do vapor d’água atmosférico, agindo como um feedback positivo para um clima mais quente. Utilizando dados de TSM tropicais para conduzir simulações, os autores descobriram que um colapso do gradiente de temperatura oeste – leste no Oceano Pacífico tropical levaria à formação de duas ZCITs (ao norte e ao sul do equador). O aparecimento desta segunda ZCIT permitiria que o oceano acumulasse mais água doce no leste do Oceano Pacífico tropical, que normalmente tem um excesso de evaporação. Os autores também descobriram que a circulação de Walker reduziria na ausência do gradiente oeste – leste da TSM no Oceano Pacífico tropical, resultando na redução de cobertura de nuvens stratus de baixos níveis.
Pequenas diferenças são observadas entre o CONTROL e TOPO, principalmente a anomalia positiva sobre o Oceano Pacífico oriental e que avança sobre a Bacia do Prata no CONTROL, essa anomalia perde força em TOPO (Figura 5.12C), reduzindo a quantidade de Prec sobre o sul do Brasil. Outra região que sofre redução nos valores positivos de Prec é a região do Oceano Índico e sobre a Península Arábica.
5.2. CONCLUSÕES
ENOS é a variação natural mais forte e mais previsível do clima da Terra em escalas de tempo de ano para ano, afetando processos geológicos físicos, biológicos e químicos nos oceanos e na atmosfera. É uma peça chave do complexo quebra-cabeça que é o clima da Terra (CAI et al., 2015).
Sob condições climáticas de altas temperaturas do ar e dos oceanos sobre o HN, como ocorreu durante o interglacial MIS-31, favorece uma diminuição da intensidade do ENOS nestas condições, como observado na redução da significância da EOF1 nas simulações MIS31 e ORBIT em ambos períodos sazonais, DJF e JJA.
Em contrapartida, como pode ser observado na EOF1 de DJF, e JJA, ocorre um aumento na área de atuação deste fenômeno, o que induz a maior frequência, como uma condição de El Niño permanente. Esta alteração no padrão do ENOS afeta o clima global, como observado nas regressões lineares. Sobre as condições das simulações MIS31 e ORBIT, ocorre redução do transporte de energia da região equatorial do Oceano Pacífico em direção das altas latitudes.
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Neste processo ocorre como consequência da alteração no padrão de ventos zonais próximo à superfície, que inibe a formação dos trens de ondas que são responsáveis por transportar esta energia para as altas latitudes. Associado à redução dos u0, o enfraquecimento da altura geopotencial em torno das altas latitudes durante os períodos de inverno de seus respectivos hemisférios também ocorre, como consequência da redução do gradiente meridional da TSM.
O regime de Prec global também sofre significativas alterações nas simulações que representam as condições orbitais do MIS-31, como a ausência das monções sul- americana e africana durante DJF. Em JJA, ocorre o processo inverso, uma intensificação da ZCIT na região equatorial, colaborando para o aumento das anomalias positivas da Prec sobre a América do Sul e região equatorial do Oceano Pacífico.
Estudos com alterações orbitais que remetem a períodos interglaciais como o MIS-31 podem ser uma ferramenta útil para o entendimento do sistema oceano- atmosfera. Apesar do CO2 ser mantido fixo, estes experimentos com alterações orbitais esboçam quais as respostas do sistema climático para condições com maiores aumentos de temperatura do ar e dos oceanos, que são condições semelhantes às projeções do clima futuro.
5.3. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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